Undertow (fale wodne)

An „undertow” jest stałym, skierowanym w stronę lądu przepływem kompensacyjnym, który występuje pod falami w pobliżu brzegu. Fizycznie, w pobliżu brzegu, wywołany przez falę strumień masy pomiędzy grzbietem a korytem fali jest skierowany na ląd. Ten transport masy jest zlokalizowany w górnej części słupa wody, tj. powyżej koryta fali. Aby skompensować ilość wody transportowanej w kierunku brzegu, w dolnej części słupa wody ma miejsce średni prąd drugiego rzędu (tj. proporcjonalny do kwadratu wysokości fali), skierowany w kierunku lądu. Ten przepływ – undertow – wpływa na fale przybrzeżne wszędzie, w przeciwieństwie do prądów rozrywających zlokalizowanych w określonych miejscach wzdłuż brzegu.

Termin undertow jest używany w naukowych pracach oceanografii przybrzeżnej. Rozkład prędkości przepływu w fali podwodnej w słupie wody jest ważny, ponieważ silnie wpływa na transport osadów na lądzie i na morzu. Poza strefą przybrzeżną występuje lądowy transport osadów w pobliżu dna, wywołany dryfem Stokesa i skośno-asymetrycznym transportem falowym. W strefie przybrzeżnej silny prąd wsteczny generuje przybrzeżny transport osadów. Te antagonistyczne przepływy mogą prowadzić do powstawania piaszczystych barów, gdzie przepływy zbiegają się w pobliżu punktu załamania fali, lub w strefie załamania fali.

Średnie wektory prędkości przepływu w podmorskiej fali przy pogrążających się falach, zmierzone w laboratoryjnym falowodzie – przez Okayasu, Shibayama & Mimura (1986). Poniżej koryta fali, średnie prędkości są skierowane w kierunku morza. Nachylenie plaży wynosi 1:20; należy zauważyć, że skala pionowa jest zniekształcona w stosunku do skali poziomej.

Strumień masy w kierunku morzaEdit

Dokładna zależność dla strumienia masy nieliniowej fali okresowej na nieściśliwej warstwie płynu została ustalona przez Levi-Civita w 1924 roku. W układzie odniesienia zgodnym z pierwszą definicją prędkości fali Stokesa, strumień masy M w {{w}}

fali jest związany z gęstością energii kinetycznej fali E k {displaystyle E_{k}}

(całkowanej na głębokości, a następnie uśrednionej na długości fali) i prędkości fazowej c {displaystyle c}

poprzez: M w = 2 E k c . {displaystyle M_{w}={frac {2E_{k}}{c}}}.}

Podobnie Longuet Higgins pokazał w 1975 roku, że – dla powszechnej sytuacji zerowego strumienia masy w kierunku brzegu (tj. Stokesa) – fale okresowe o normalnym przebiegu dają uśrednioną w czasie i głębokości prędkość pod wodą:

u ¯ = – 2 E k ρ c h , {{displaystyle {u}}=-{frac {2E_{k}}{\rho ch}},}

z h {{displaystyle h}}

średnią głębokością wody i ρ {displaystyle \rho }

gęstość płynu. Dodatni kierunek przepływu u ¯ {displaystyle {bar {u}}

jest zgodny z kierunkiem propagacji fali.

Dla fal o małej amplitudzie zachodzi ekwipartycja energii kinetycznej ( E k {displaystyle E_{k}}

) i potencjalnej ( E p {displaystyle E_{p}}

): E w = E k + E p ≈ 2 E k ≈ 2 E p , {displaystyle E_{w}=E_{k}+E_{p}approx 2E_{k}approx 2E_{p}}

z E w {{displaystyle E_{w}}

to całkowita gęstość energii fali, zintegrowana na głębokości i uśredniona w przestrzeni poziomej. Ponieważ w ogólności energia potencjalna E p {{displaystyle E_{p}}

jest znacznie łatwiejsza do zmierzenia niż energia kinetyczna, energia fali wynosi w przybliżeniu E w ≈ 1 8 ρ g H 2 {displaystyle {E_{w}}approx {tfrac {1}{8}}rho gH^{2}}}

(przy czym H {displaystyle H}

to wysokość fali). Zatem u ¯ ≈ – 1 8 g H 2 c h . {{displaystyle}} – {{frac {1}{8}}{{frac {gH^{2}}{ch}}.}

Dla fal nieregularnych wymagana wysokość fali to wysokość fali root-mean-square H rms ≈ 8 σ , {{displaystyle H_{text{rms}}}approx -{sqrt {8}};\sigma ,}

z σ {{displaystyle \sigma }

odchylenie standardowe wysokości swobodnej powierzchni. Energia potencjalna wynosi E p = 1 2 ρ g σ 2 {displaystyle E_{p}={tfrac {1}{2}}}rho g ^{2}}}.

oraz E w ≈ ρ g σ 2 . {\i1}displaystyle E_{w}approx \rho g \sigma ^{2}}.

.